Почвоведенье и инженерная геология

Размещено на http://www.allbest.ru/

1.Классификация и физические свойства минералов

Физические свойства минералов обусловлены их внутренним строением и химическим составом. К физическим свойствам относят плотность, механические, оптические, магнитные, электрические и термические характеристики, радиоактивность и люминесценцию.

Под плотностью минерала понимается вес единицы его объема. Плотность зависит от атомного веса атомов или ионов, слагающих кристаллическое вещество, и от плотности их упаковки в кристаллической решетке минерала. У природных веществ она варьирует в широких пределах: от значений менее 1 г/смЗ до 23 г/смЗ. По плотности минералы подразделяют на легкие (до 2,5 г/смЗ), средние (2,5-4,0 г/смЗ), тяжелые (4,0-8,0 г/смЗ) и весьма тяжелые (более 8,0 г/смЗ). Легкими являются нефти, угли, гипс, галит; к средним относят кварц, кальцит, полевые шпаты, к тяжелым - рудные минералы.

Для отнесения минерала к одной из этих групп достаточно определить его плотность приблизительно - путем взвешивания на ладони.

Твердость минерала - это степень его сопротивления внешнему механическому воздействию (царапанью и т.д.). Она оценивается по десятибалльной шкале относительной твердости, предложенной немецким ученым Ф. Моосом в 1811 г. Относительная твердость определяется путем царапанья исследуемого минерала острыми краями эталонных минералов (пассивная твердость) или эталонных минералов исследуемым (активная твердость). Минералы-эталоны, твердость которых (в условных единицах) соответствует их номерам, располагается в шкале Мооса следующим образом: 1 - тальк, 2 - гипс, 3 - кальцит, 4 - флюорит, 5 - апатит,

6 - ортоклаз, 7 - кварц, 8 - топаз, 9 - корунд, 10 - алмаз.

Если, например, гипс не оставляет царапины на поверхности исследуемого минерала, а кальцит оставляет, значит его твердость равна 2,5.

В практике полевых работ при отсутствии шкалы Мооса твердость минералов определяется при помощи распространенных предметов с известной твердостью. Например, у карандаша она равна 1, у ногтя - 2-2,5, желтой монеты - 3-3,5, стекла - 5, стального стержня (гвоздя) - 6. Большинство природных соединений обладает твердостью от 2 до 6.

На лабораторных занятиях определение твердости минерала следует начинать с проверки, царапает ли он стекло, а не наоборот, чтобы не портить образцы. Затем уточнить значение твердости (если в этом есть необходимость) при помощи минералов шкалы Мооса.

Спайность - способность кристаллов и кристаллических зерен раскалываться или расщепляться по определенным кристаллографическим направлениям с образованием ровных блестящих поверхностей, называемых плоскостями спайности. Различают спайности:

* весьма совершенную - минералы (слюды, хлорит) легко расщепляются по плоскостям напластования на тончайшие листочки, образуя зеркально-блестящие плоскости спайности;

* совершенную - минералы (кальцит, галит, полевые шпаты) при ударе раскалываются по спайности, а образующиеся выколки по форме повторяют кристалл;

* среднюю - на сколах минералов (полевые шпаты, пироксены) наблюдаются как плоскости спайности, так и неровные изломы в произвольных направлениях;

* несовершенную - зерна минералов ограничены неправильными поверхностями, за исключением отдельных граней кристаллов (сера, оливин);

* весьма несовершенную (или спайность отсутствует) - минерал всегда раскалывается по произвольным неровным поверхностям, иногда образуя характерный излом (кварц, корунд, магнетит).

Минералы, у которых спайность отсутствует, обладают отдельностью.

Отдельность - это способность минерала раскалываться лишь в определенных участках, а не по определенным плоскостям. Трещины отдельности более грубые, не вполне плоские, ориентировка их зависит от характера распределения включений, двойникования и т.д.

Излом - форма поверхности, образующаяся при раскалывании минералов. Характер излома зависит от спайности. Различают ровный и неровный, ступенчатый, раковистый и мелко раковистый, занозистый, зернистый и шероховатый, крючковатый и др. разновидности изломов.

Ровный излом проходит по плоскостям спайности. Ступенчатый излом наблюдается у минералов с совершенной спайностью; неровный и раковистый (похожий на поверхность раковин) - у минералов с несовершенной и весьма несовершенной спайностью. Занозистым считается излом, поверхность которого покрыта ориентированными занозами, представляющими собой зерна кристаллов удлиненного облика (роговая обманка, гипс). Зернистый излом встречается у минералов с изометрическим (или близким) обликом кристаллов (галит). Землистым изломом обладают тонкодисперсные агрегаты с матовой поверхностью (лимонит, каолинит), крючковатым - самородные металлы.

Хрупкость, ковкость, гибкость, минералов определяются визуально, по их реакции на механические напряжения (Повлов В.Н., 1988). Структурно-текстурные особенности и характер структурных связей являются одними из важнейших показателей при инженерно-геологическом изучении грунтов. В совокупности они отражают условия формирования грунтов и во многом определяют их строение и свойства. Текстура -- это особенности строения грунта, обусловленные ориентировкой и пространственным расположением отдельных зерен, минеральных частиц, агрегатов и других структурных элементов. Текстура грунтов обязана своим происхождением как условиям образования грунтовых отложений, например, периодичности осаждения частиц в текучей и спокойной воде, так и последующим изменениям в величине и направлении внешнего давления. Различают слоистую, слитную и сложную текстуры (рис.1).



Рисунок 1. Основные типы текстуры грунтов: а) слоистая (ленточная); б) порфировая; в) ячеистая; г) слитная

На рис. 1.а изображён тип слоистой (ленточной) текстуры глинистых ледниковых отложений. Слоистой текстурой обладают некоторые древние глины и илы, подвергшиеся в геологическом прошлом значительным давлениям, а также некоторые разновидности песков и лёссовидных суглинков, недоуплотнённых, но сцементированных солями.

На рис. 1.б показана порфировая текстура обломочных отложений. В грунтах порфировой текстуры обе составляющие (грубозернистый материал и дисперсный - глинистый) участвуют в общем сопротивлении грунта действиям внешних сил, но такие свойства, как сжимаемость, водопроницаемость, сопротивление сдвигу и упругость грунтов, будут зависеть, главным образом, от свойств мелкодисперсного материала, в который включены крупные обломки горных пород.

Ячеистая текстура (рис. 1.в) характерна для некоторых видов засолённых, а также для дисперсных мёрзлых грунтов, промерзание которых происходило в условиях неодностороннего охлаждения. Грунты ячеистой текстуры в различных направлениях, часто во взаимно-перпендикулярных, разделены на ряд отдельностей, промежутки между которыми заполнены одним из компонентов, составляющих грунт, например, прослойками солей, льда и т. п., образуя подобие ячеек.

Слитной текстурой (рис. 1.г) обладают некоторые древние глины и илы, подвергавшиеся в геологическом прошлом значительным давлениям, а также некоторые разновидности лессов и лессовидных суглинков, недоуплотненных, но сцементированных солями.

Под структурой понимают особенности внутреннего строения грунтов с определенными размерами и формой частиц, характером их поверхности, количественным соотношением составляющих компонентов и характером взаимодействия их друг с другом. Структура грунта, так же как и текстура, отражает его генезис и последующие преобразования. Различают зернистую, сотоподобную,в виде хлопьев и смешанную структуры (рис.2).

Рисунок 2. Структура грунтов: а) зернистая, б) сотоподобная (губчатая), в) в виде хлопьев, г) смешанная

Зернистая структура (рис. 2.а) наиболее ярко обнаружена у гравия и песка, характеризуется пористостью в пределах 20 … 25%.

Сотоподобная (губчатая) структура (рис. 2.б) присуща глинистым почвам, которые образовались при осаждении без коагуляции (лат. coagulatio -- свертывание, затвердевание) в пресной воде глинистых и пылевидных частиц. Эти частицы притягиваются друг к другу силами, превышающих их собственный вес. Неуплотнённые грунты с сотоподобным скелетом могут иметь пористость, больше 50%.

Строение в виде хлопьев (рис. 2.в) образуется при осаждении с коагуляцией глинистых частиц в воде с растворенными солями. Глинистые частицы объединяются в хлопья еще до их осаждения. Грунты со структурой в виде хлопьев отличаются исключительно большой пористостью, иногда порядка 90 … 95% (морские илы). При уплотнении грунтов строение в виде хлопьев переходит в сотоподобную структуру.

Грунты, состоящие из различных частиц -- глинистых, пылевидных, песчаных и обломков, -- имеют смешанную (каркасную) структуру (рис. 2.г).

Известно, что прочность дисперсных грунтов значительно меньше прочности самих твердых частиц и их агрегатов и определяется прочностью структурных связей. Структурные связи образуются в результате сложных физико-химических процессов, происходящих при геологическом формировании грунтов. Различают несколько видов структурных связей,которые могут действовать совместно.

Химические связи (их также называют кристаллизационными) -- это жесткие кристаллические связи (в большинстве случаев не уступают по прочности внутрикристаллическим химическим связям), характерные для скальных пород, хотя в зачаточном состоянии они есть и в дисперсных телах. В почвах магматического происхождения эти связи возникают одновременно с образованием самих минеральных зерен в процессе застывания магмы; в метаморфических -- при кристаллизации материнской породы; в осадочных -- вследствие выпадения солей из растворов.

Молекулярные и ионно-электростатические связи возникают при сближении твердых частиц благодаря молекулярным силам. Проявляются они на расстоянии и увеличиваются с увеличением удельной поверхности системы твердых частиц.  Силой они уступают химическим связям. Они малопрочные, но после разрыва возобновляются, то есть являются связями обратимыми.

Капиллярные связи, обусловленные капиллярным давлением, которое возникает на границе воды и воздуха, в местах соприкосновения твердых частиц. Благодаря капиллярным силам даже чистые маловлажные пески приобретают некоторую связность.

Электростатические связи возникают при непосредственном контакте твердых частиц вследствие накопления на их поверхностях электро-статичных зарядов, то есть происходит кулоновское взаимодействие.

Магнитные связи обусловлены наличием в тонкодисперсных грунтах ферро-магнетиков, которые образуюте на поверхности глинистых частиц тонкие пленки, которые обеспечивают коагуляционный эффект между частицами.

Особенности структурных связей определяют свойства грунтов. В мерзлых грунтах частицы сцементированные льдом, однако при повышении температуры грунтов, прочность уменьшается (Малышев М.В., Голдырев Г.Г., 2004; Пьянков С.А., Азисов З.К., 2008).

2.Геологическая деятельность водных потоков

Водные потоки производят огромную геологическую работу на поверхности суши. Реки, ручьи, ручейки переносят основную массу продуктов выветривания, вынося их в озера, моря и океаны. Ежегодный твердый сток (вынос) всех рек в мире оценивается цифрой около 17 млрд. т, что намного больше, чем переносится всеми другими геологическими агентами, например, ветром и ледниками.

При длительной эрозионной деятельности текучих вод, особенно в условиях обильного выпадения атмосферных осадков, происходит вначале усложнение, расчленение рельефа, а затем общее его сглаживание, выравнивание и понижение. Этот процесс происходит в сочетании с другими геологическими процессами. Возникшая таким образом поверхность выравнивания называется пенепленом (от латинского слова «пенеплен», что означает «почти равнина»).

Среди временных русловых потоков выделяются временные потоки оврагов и временные горные потоки. Оба типа потоков не имеют постоянного питания грунтовыми водами и появляются периодически в периоды дождей и таяния снега.

Временные потоки оврагов. Формирование оврагов начинается с образования эрозионных борозд - переходных форм от плоскостного к линейному размыву поверхности склонов. Борозды возникают за счёт плоскостного стока дождевых и талых вод при слиянии небольших струек в наиболее пониженных участках склона. Дальнейшая эрозия в бороздах проводит к образованию более крупных форм - рытвин. Для рытвин характерны крутые незадернованные борта и продольный профиль, близкий к профилю склона. За счёт наиболее крупных и быстро растущих рытвин в процессе их углубления и расширения образуются овраги, обладающие продольным профилем, отличным от профиля склона. Дно молодых оврагов отличается неровностью. По мере дальнейшего углубления профиль оврага постепенно выравнивается за счёт развития глубинной эрозии, направленной на приближение к уровню базиса эрозии. Верхняя часть оврага представляет собой крутой уступ, за счёт размыва которого овраг продвигается вверх по склону. Такой процесс роста вверх по течению потока называется регрессивной или попятной эрозией. Скорость роста оврагов может быть очень высокой и достигать нескольких метров в год; при разработке промоин, осложняющих склоны оврагов, может возникать ветвящаяся овражная система. По мере развития овраг своим истоком приближается к водоразделу, а устьем к базису эрозии, его продольный профиль приобретает вогнутую форму, а поперечный - V-образным, с крутыми незадернованными склонами. В условиях незначительной скорости углубления происходит расширение оврага, он превращается в балку - эрозионную форму, характеризующуюся наличием плоского дна и пологих склонов, закреплённых растительностью.

Водный поток, движущийся по дну оврагов и балок во время дождей и таяния твёрдых осадков, переносит мелкий обломочной материал. В низовьях оврага, где энергия потока снижается, могут образовываться конусы выноса оврагов. Временные горные потоки. Зарождение временных горных потоков связано с ливневыми дождями и интенсивным таянием снега и ледников. В верхней части горных склонов система сходящихся рытвин и промоин образует водосборный бассейн. Ниже располагается канал стока - русло, по которому движется вода. Значительный уклон русла обуславливает высокую энергию потока, по пути движения он подхватывает большое количество обломочного материала разного размера. Насыщение обломочным материалам можетпревратить водный поток в сель - временный разрушительный поток, перегруженный грязе-каменным материалом. В грязе-каменном потоке, имеющим значительно большую плотность, чем вода и высокую кинетическую энергию, способны перемещаться даже глыбы, размером до нескольких метров. Сели могут формироваться также при обвале больших масс обломочного материала в горные реки, прорыва ледниковых или запрудных озёр.

На склонах вулканов могут формироваться специфичные грязевые потоки, насыщенные вулканогенным материалом - лахары. Лахар возникает при смешивании раскаленного или холодного вулканического материала (соответственно, горячие и холодные лахары) с водами кратерных озер, рек, ледников или дождевой водой. Высокая степень насыщенности тонкодисперсным пепловым материалом определяет высокую плотность потока, способного переносить крупный глыбовый материал.

При выходе на предгорную равнину скорость водных или грязе-каменных потоков уменьшается, потоки разветвляются, и переносимый материал откладывается, образуя конус выноса временного горного потока в виде полукруга, поверхность которого наклонена в сторону предгорной равнины. (Козьменко А.С., 1949; ЛевитесЯ.М., 1986)

3.Состав гумуса почвы. Роль гумуса в генезисе и плодородии почв

Основное органическое вещество почвы, содержащее питательные вещества, необходимые высшим растениям. Гумус составляет 85--90 % органического вещества почвы и является важным критерием при оценке её плодородности.

В составе почвенного гумуса различают две группы соединений:

1. Негумифицированные органические вещества индивидуальной природы. Представлены разнообразными соединениями, входящими в состав растительных остатков, и промежуточными продуктами их разложения: белками, аминокислотами, восками, смолами и т.д. Эта группа веществ в почвенном гумусе составляет обычно не более 10-15%, за исключением торфяных горизонтов -80%- всей органической массы.

2. Специфические органические вещества, так называемые гумусовые. Эти вещества представляют собой компоненты многих высокомолекулярных азотсодержащих кислот. Гумусовые вещества подразделяются на: гуминовые кислоты, фульвокислоты и гумины.

Гуминовые кислоты представляют собой высокомолекулярные органические кислоты, которые содержат около 52-62% углерода, 31-39% кислорода, 2,5- 2,8% водорода и 2,6-5,1% азота. Кроме того, в весьма малых количествах в них входят Р, S, Fe, Si, А1 и др. элементы (1-10%), но это не постоянные компоненты молекул гуминовых кислот, а присоединяющиеся в процессе химических реакций. Они не растворимы в воде и спирте, растворяются только в щелочных растворах. Молекула гуминовой кислоты содержит карбоксильные и фенолгидроксильные группы. Эти группы имеют большое значение в почвообразовании: они обусловливают поглотительную способность почв, по отношению к катионам, а также взаимодействие гуминовых кислот с другими компонентами гумуса, минеральными веществами и удобрениями.

При взаимодействии с катионами щелочных и щелочноземельных металлов гуминовые кислоты образуют соли - гуматы. Гуматы щелочных металлов Na, К, а также гуматы NH4 хорошо растворимы в воде и легко вымываются из почвы. Гуматы щелочноземельных металлов, главным образом Са, нерастворимы в воде и хорошо закрепляются в почве.

Фульвокислоты- представляют собой высокомолекулярные оксикарбоновые азотсодержащие органические кислоты. В отличие от гуминовых кислот содержат несколько меньше углерода, но больше кислорода и водорода. В их состав входит 44-50% С, 42-48% Ог, 4,5-6,0% Н и 2,5-5,5% N. В слабыхрастворах эти вещества имеют светло-желтый цвет, в концентрированных - оранжево-желтый, из-за чего получили название (fulvus - желтый).

Фульвокислоты обладают сильнокислой реакцией и хорошо растворимы в воде, поэтому эти кислоты энергично разрушают минеральную часть почвы, играя существенную роль в развитии подзолообразовательного процесса. При взаимодействии с катионами щелочных и щелочноземельных металлов образуют соли растворимые в воде при любой реакции раствора и способные вымываться нисходящими токами воды.

Гумины - являются наименее доступной для выделения и исследования группой гумусовых веществ. Они представляют собой самую инертную часть почвенного гумуса. Исследования показали, что гумины не являются особой группой гумусовых веществ, а состоят из гуминовых кислот и фульвокислот. Эти кислоты в гуминах находятся в сложных и прочных связях между собой и образуют различные комплексы с минеральной частью почв, особенно с частицами глинистых минералов.

Важным показателем характеристики плодородия почв является отношение углерода гуминовых кислот к углероду фульвокислот. Это отношение характеризует тип гумуса почвы. В связи с этим выделяют следующие типы:

1) Фульватный <0,5;

2) Гуматно-фульватный 0,5-1;

3) Фульватно-гуматный 1-2 (1,5);

4) Гуматный >2 (1,5).

Значение гумуса:

1. фонд энергии и питания для биоты

2. увеличивает поглотительную способность почв

3. улучшает агрегатное состояние почвы и ее водно-воздушный режим.

Гумусом называют основное органическое вещество почвы, которое представляет собой сложный комплекс соединений, образующихся при разложении органических остатков. Гумус играет ключевую роль в формировании строения почвы и является важным критерием при оценке ее плодородности. Именно с появлением гумуса в породе она приобретает уникальное свойство почвы -- плодородие.

В гумусе содержатся все основные питательные элементы, необходимые растениям -- азот, фосфор, калий, кальций, сера и магний. В процессе многолетней минерализации гумусовых веществ все эти элементы и микроэлементы становятся легко усваиваемыми для растений. Гумусовые вещества являются питательной средой для почвенных микроорганизмов, поэтому от их содержания зависит активность протекаемых в почве биологических и биохимических процессов, способствующих накоплению питательных веществ для растений.

Почвы с недостаточным содержанием гумуса отличаются плохой плодородностью, бесструктурностью, неудовлетворительной аэрацией. Богатая гумусом почва имеет темную окраску, которая способствует интенсивному поглощению солнечной энергии. Такие почвы более теплые, в них созданы все условия для полноценного роста и развития культурных растений. Содержащиеся в гумусе гуминовые кислоты образуют с устойчивые соединения с кальцием и магнием, которые удерживают питательные вещества, предохраняя почву от вымывания. Благодаря комплексообразующей способности солей гуминовых кислот формируются так называемые органо¬минеральные «мостики», соединяющие частички почвы в правильном порядке. Это в свою очередь защищает почву от разрушения, позволяет сохранить больше кислорода, создает комфортную среду для развития благоприятной микрофлоры и формирования гумуса.

Многочисленными научными и практическими исследованиями доказано, что увеличить содержание гумуса можно путем регулярного внесения в почву органических удобрений. (Орлов Д.С., 1988)

4.Понятие о воздушном режиме почв и способы его регулирования

почва гумус минерал

Воздушным режимом почв называют совокупность всех явлений поступления воздуха в почву, передвижения его в профиле почвы, изменения состава и физического состояния при взаимодействии с твердой, жидкой и живой фазами почвы, а также газообмен почвенного воздуха с атмосферным.

Регулировать воздушный режим почв можно с помощью агротехнических и мелиоративных приемов. Большое значение имеют такие мероприятия по обеспечению нормального газообмена, как разрушение почвенной корки и поддержание поверхности почвы в рыхлом состоянии, а также приемы обработки почвы, направленные на увеличение некапиллярной скважности, повышающей воздухопроницаемость почвы, и др.

В производственных условиях после полива или дождей почва расплывается, а после высыхания на ее поверхности образуется плотная корка. Если эту корку не разрушить, то проростки семян не выйдут на поверхность и погибнут от недостатка воздуха. Рыхление междурядий способствует повышению аэрации и обеспечивает значительную прибавку урожая.

Улучшение воздушного режима особенно необходимо там, где распространены почвы с избыточным увлажнением. Продуктивность угодий на болотных и заболоченных почвах ограничена плохой аэрацией и недостатком кислорода. Поэтому воздушный режим этих почв регулируют с помощью осушения. (Вальков В.Ф., 2004; Гончаров В.М., 2010)



5.Преобразование плодородия в процессе производственной деятельности человека

Факторы почвообразования - горные породы, климат, живые организмы, рельеф и время - являются глобальными. Они влияют на процессы почвообразования на всей территории суши.

Кроме глобальных факторов есть ряд локально действующих. К этим факторам относится производственная деятельность человека.

В процессе производственной деятельности человек с помощью мощных средств влияет на окружающую среду, в том числе на почву, что приводит к значительным изменениям в природных экологических системах, к изменениям в процессе почвообразования.

Осваивая целинные земли, человек создает благоприятные условия для развития культурных растений. Однако при этом нарушается динамическое равновесие всех компонентов природного ландшафта: меняется характер растительности, состав микроорганизмов и зоофауны, характер обмена веществ и энергии в системе почва - растение подобное. Изменяется влияние других факторов почвообразования: климата, рельефа, материнской породы.

Обработка почвы, регулирования водного режима (осушение, орошение, снегозадержание, внесение удобрений, химические и другие виды мелиораций корне меняют химический состав почвы, ее физические, тепловые и водные свойства.

Таким образом, с началом возделывания целинной почвы начинает меняться характер почвообразования. Грунт переходит из природного к культурному фазы своего развития, до культурного процесса почвообразования. Суть этого процесса направляется на образование мощного гумусного горизонта, который должен иметь высокую биологическую активность, высокое содержание гумуса, благоприятный структурный состав, оптимальный питательный, тепловой, водный и воздушный режимы.

Основными факторами влияния на грунт на всех этапах культурного почвообразования являются культурные растения, механический обработка почвы, удобрения и различные мелиоративные мероприятия. Роль данных факторов в почвообразовании детально изучают в курсе агрономического почвоведения.

Систематическое улучшение свойств почвы и повышения ее плодородия путем применения агротехнических мероприятий называют окультуриванием почвы. В окультуренных почвах создаются благоприятные условия для роста и развития растений. (Вальков В.Ф., Казеев К.Ш., Колесников С.И, 2006; Ващенко И.М., 2004)

6.Дерновый процесс почвообразования и его проявление в таежно-лесной и лесостепной зонах

Таежно-лесная зона в пределах европейской и азиатской частей России занимает большую территорию -- около 1150 млн. га. От берегов Балтийского моря она широкой полосой тянется на восток, достигая берегов Берингова, Охотского, Японского морей, охватывает все западные, центральные и северо-восточные районы европейской части страны, Северный Урал и значительную часть Центрального Урала, таежную часть Западной Сибири и почти всю Восточную Сибирь, Якутию, Дальневосточный край и Сахалин.

Факторы почвообразования. Климат таежно-лесной зоны более мягкий, чем климат тундры. Он характеризуется жарким летом, не очень суровой зимой и большим количеством осадков. Здесь так же, как и в тундре, в направлении с запада на восток континентальность и суровость климата увеличиваются.

В таежно-лесной зоне преобладают дерново-подзолистые почвы разной степени оподзоливания и с разными стадиями дернового процесса. В целом их объединяют в такие основные подтипы: дерновые, дерново-подзолистые, подзолистые, дерново-глеевые, дерново-подзолисто-глеевые, подзолисто-глеевые и комплекс болотных и торфово-болотных почв. Каждый из этих подтипов может иметь разную степень оподзоленности, неодинаковый механический состав и степень окультуренности.

Дерновые почвы формируются под воздействием дернового процесса. Наиболее характерными чертами дернового процесса являются слабая дифференциация профиля по валовому химическому составу и накопление гумуса, питательных веществ и образование водопрочной структуры в верхнем горизонте почв.

Различают три типа дерновых почв  с однотонным профилем А0(Аd)-А1-(А1А2)-В-С: дерново-карбонатные, дерновые литогенные и дерново-глеевые. Первые два типа развиваются в автоморфных условиях, третий -- в полугидроморфных.

Дерновые автоморфные почвы с поверхности имеют подстилку или дернину мощностью 2--7 см. Под ней расположен гумусовый (дерновый) горизонт серого или темно-серого цвета, с комковато-зернистой структурой.

По содержанию гумуса и мощности гумусового горизонта дерновые почвы разделяются на такие виды: перегнойные (12 %), многогумусные (5--12%), среднегумусные (3--5%), малогумусные (3%), маломощные (15 см) и среднемощные (15 см).

Дерново-карбонатные почвы формируются под лугами и травянистыми лесами на элювии известковых пород. Кроме маломощных, малогумусных и щебнистых такие почвы характеризуются высоким естественным плодородием. Оно обусловливается хорошими водно-воздушными свойствами, значительным содержанием гумуса, нейтральной или слабокислой реакцией верхних горизонтов, большой насыщенностью основаниями, при высокой емкости обмена, интенсивностью процессов нитрификации и азотфиксации.

Дерново-литогенные почвы формируются под травянистыми лесами на разнообразных бескарбонатных породах, состав и свойства которых замедляют подзолистый процесс.

Дерново-глеевые почвы формируются под травянистыми лесами и луговой растительностью на карбонатных породах в условиях периодического повышенного поверхностного увлажнения или близкого залегания твердых грунтовых вод. Дерново-глеевые почвы сохраняют признаки дерново-карбонатных почв, но характеризуются также наличием явных признаков оглеения.

Дерново-подзолистые почвы в почвенном покрове лесолуговой зоны имеют наиболее широкое распространение. Особенно большое место они занимают в южной и среднетаежной подзонах лесной зоны под пологом лиственных и смешанных лесов с травянистым покровом.

Дерново-подзолистые почвы развиваются под влиянием дернового и подзолообразовательного процессов, поэтому в их профиле всегда отчетливо обнаруживаются дерновый и подзолистый горизонты.

Эти почвы характеризуются небольшой мощностью дернового горизонта, низким содержанием гумуса и питательных веществ, кислой реакцией и наличием малоплодородного подзолистого горизонта.

Встречаются дерново-подзолистые почвы преимущественно в южных районах европейской и азиатской части таежно-лесной зоны, образуя подзону дерново-подзолистых, почв.

7.Охарактеризуйте черноземы лесостепной и степной зоны

Черноземные почвы формируются в лесостепной (оподзоленные, выщелоченные, типичные) и степной (обыкновенные и южные) зонах под травянистыми формациями при периодически промывном и непромывном водном режиме на породах, содержащих карбонаты. Они занимают обширные пространства в европейской части России от южной окраины Московской области на севере до Краснодара и Кубани на юге и от западных окраин Курской и Белгородской областей на западе до Новосибирска на востоке и далее, отдельными массивами, до Красноярска и к востоку от Улан-Удэ в межгорных котловинах Забайкалья.

Климат. Черноземы формируются в условиях суббореального полувлажного (семигумидного) климата с хорошо выраженной сезонной контрастностью. Климатические условия в пределах зоны распространения черноземов закономерно изменяются с севера на юг и с запада на восток . При движении с севера на юг снижается количество осадков, увеличивается сумма активных температур и испаряемость; в результате КУ снижается от 1,1 на севере лесостепной зоны до 0,45-0,50 на юге степной. Это обусловливает периодически промывной тип водного режима почв в лесостепной зоне и непромывной -- в степной.

Черноземы лесостепи.

Черноземные почвы в лесостепной зоне представлены оподзоленными, выщелоченными и типичными черноземами.

Черноземы оподзоленные. В гумусовом слое имеют остаточные признаки воздействия подзолистого процесса в виде белесой присыпки -- главного отличительного морфологического признака этого подтипа. Гумусовый профиль оподзоленных черноземов серой, реже темно-серой окраски в горизонте А и заметно светлее в горизонте В1. Белесая присыпка при обильном ее содержании придает профилю чернозема седовато-пепельный оттенок. Карбонаты залегают значительно ниже границы гумусового слоя (обычно на глубине 1,3 -- 1,5 м). Поэтому в оподзоленных черноземах, под гумусовым слоем выделяется буроватый или красновато-бурый выщелоченный от карбонатов иллювиальный горизонт ореховатой или призматической структуры с отчетливой лакировкой, гумусовыми примазками и белесой присыпкой на гранях. Разделяются на роды-- обычные, слабо дифференцированные, слитые, бескарбонатные. При классификации оподзоленных черноземов на виды, помимо деления по мощности и гумусированности, они подразделяются по степени оподзоленности на слабооподзоленные и среднеоподзоленные.

Черноземы выщелоченные. В отличие от оподзоленных черноземов не имеют кремнеземистой присыпки в гумусовом слое. Горизонт А темно-серой или черной окраски, с отчетливо выраженной зернистой или зернисто-комковатой структурой, рыхлого сложения. Мощность его колеблется от 30-- 35 до 40 -- 50 см. Нижняя граница горизонта Bi залегает в среднем на глубине 70 -- 80 см, но иногда может проходить и ниже (90 -- 100 см). Характерная морфологическая особенность выщелоченных черноземов -- наличие под горизонтом B1, выщелоченного от карбонатов горизонта В2. Этот горизонт имеет ясно выраженную буроватую окраску, гумусовые затеки и примазки, ореховато-призматическую структуру. Переход в следующий горизонт - ВС или С - обычно отчетливый, и граница выделяется по скоплению карбонатов в виде известковой плесени, прожилок. Основные роды -- обычные, слабо дифференцированные, бескарбонатные, глубинно- глеевые, слитые. На виды разделяются, помимо степени гумусированности и мощности гумусового слоя, также и по степени выщелоченности (слабо-, средне- исильновыщелоченные). Распределение выщелоченных черноземов по конкретной территории связано с условиями рельефа и механическим составом пород. Черноземы сильновыщелоченные обычно приурочены к различного рода пониженным участкам рельефа -- нижние части пологих склонов и их шлейфы, западины и т. п. Чем легче механический состав черноземов, тем сильнее они выщелочены.

Черноземы типичные обычно имеют глубокий гумусовый профиль (90 -- 120 см и даже больше) и содержат карбонаты в гумусовом слое в виде мицелия или известковых трубочек. Карбонаты появляются чаще с глубины 60 -- 70 см. Горизонт A В1, темно-серый со слабым, буроватым оттенком книзу, a В1 уже отличается отчетливым бурым оттенком. В нижней части горизонта АВ1, или чаще всего в горизонте В1 видны выцветы карбонатов. Горизонт В2(ВС) и порода содержат карбонаты в форме мицелия, известковых трубочек и журавчиков. Разделяются на следующие роды; обычные, бескарбонатные,глубоковскипающие, карбонатные, осолоделые.

Черноземы степной зоны.

Черноземы в степной зоне представлены обыкновенными и южными черноземами.

Черноземы обыкновенные. Горизонт А темно-серый или черный, с отчетливой зернистой или комковато-зернистой структурой, мощностью 30 -- 40 см. Постепенно переходит в горизонт В1 -- темно-серый с ясным буроватым оттенком, с комковатой или комковато-призматической структурой. Чаще всего мощность гумусового слоя у обыкновенных черноземов составляет 65 -- 80 см. Ниже горизонта В1, залегает горизонт гумусовых затеков В2 который часто совпадает с карбонатным иллювиальным горизонтом или очень быстро переходит в него (Вк). Карбонаты здесь в форме белоглазки. Этот признак отличает обыкновенные черноземы от ранее рассмотренных подтипов. Подтип обыкновенных черноземов делится на роды: обычные, карбонатные, солонцеватые, глубоковскипающие, слабодифференцированные и осолоделые.

Черноземы южные занимают южную часть степной зоны и непосредственно граничат с темнокаштановыми почвами. Горизонт А мощностью 25-40 см имеет темно-серую или темно-бурую окраску часто с небольшим коричневым оттенком, комковатой структуры. Горизонт В] характеризуется ясной коричнево-бурой окраской, комковато-призматической структурой. Общая мощность гумусового слоя (A+Bi) 45-60 см. В иллювиальном карбонатном горизонте обычно отчетливо выражена белоглазка. В нижних горизонтах на глубине 1,5-2 м или глубже южные черноземы часто содержат гипс, заполняющих поры породы. Южные черноземы подразделяются на следующие роды: обычные, солонцеватые, карбонатные, глубоковскипающие, слабо дифференцированные и осолоделые. Карбонатность, солонцеватость и солончаковость в южных черноземах проявляются чаще, чем в обыкновенных черноземах. (Ковриго В.П. , Кауричев И.С., Бурлакова Л.М 2000 г.)



8.Пойменные почвы. Их строение, свойства, классификация и оценка (в пределах таежно-лесной зоны) основные мероприятия по окультуриванию почв поймы

Пойменные почвы - типы почв, развивающиеся на аллювиальных отложениях в поймах рек.

В поймах выделено три группы аллювиальных почв:

- аллювиальные дерновые;

- аллювиальные луговые;

- аллювиальные болотные.

Аллювиальные дерновые почвы. Почвы этой группы формируются в условиях кратковременного увлажнения паводковыми водами в прирусловой части поймы. Они имеют легкий гранулометрический состав, часто слоистое строение. Почвы не переувлажнены, следы оглеения отсутствуют. В меженные периоды грунтовые воды не оказывают влияние на почвообразование.

Профиль аллювиальных дерновых почв состоит из следующих горизонтов:

Ад - слабоуплотненная дернина, мощность до 5 см;

А - гумусовый горизонт с непрочнокомковатой структурой или бесструктурный, мощность от 5 до 40 см;

В - переходный горизонт, без признаков элювиального процесса, слоистый;

С - аллювий песчаный или супесчаный.

В этой группе выделено три типа почв, которые имеют определенное зональное положение: аллювиальные дерновые кислые, аллювиальные дерновые насыщенные, аллювиальные дерновые карбонатные (опустынивающиеся).

Аллювиальные дерновые кислые преимущественно распространены в таежно-лесной зоне. Содержание гумуса в гумусовом горизонте - 1-3%, иногда больше 5%. В составе гумуса преобладают фульвокислоты. ЕКО - 7-15 мгЧэкв/100 г. В составе поглощенных катионов: Са2+, Мg2+, Н+, А13+. Реакция среды от кислой до слабокислой (рНКС1 = 4-5).

В типе выделяют четыре подтипа: примитивные, слоистые, собственно аллювиальные, оподзоленные и два рода: обычные и галечниковые. На виды разделяются по мощности гумусового горизонта - укороченные (<20 см), маломощные (20-40 см) и по содержанию гумуса - малогумусные (<3%), среднегумусные (3-5%) и многогумусные (>5%).

Аллювиальные дерновые насыщенные распространены в лесостепной и степной зоне, преимущественно в прирусловой пойме. В лесной зоне встречаются в регионах с карбонатными породами. Они имеют более высокое содержание гумуса (до 10%), в составе гумуса преобладают гуминовые кислоты, в составе поглощенных катионов - Са2+ и Мg2+ (>90%).

В типе выделяют 4 подтипа, слоистые примитивные, слоистые, собственно аллювиальные насыщенные, насыщенные остепняющиеся и пять родов обычные, солонцеватые, засоленные, слоистые, галечниковые. На виды подразделяющиеся по мощности гумусового слоя - сверхмощные (>120 см), мощные (80-120 см), среднемощные (40-80 см), маломощные (20-40 см) и укороченные (<20 см); по содержанию гумуса - слабогумусные (<4%), малогумусные (4-7%), среднегумусные (7-9%) и высокогумусные (>9%).

Аллювиальные луговые почвы. Почвы этой группы формируются преимущественно в центральной пойме, при атмосферно-грунтовом водном питании в меженный период, под разнотравно-злаковой луговой растительностью с мощной корневой системой. Большая роль в формировании этих почв принадлежит обогащенным органическим вещества и биогенной аккумуляции веществ в верхних горизонтах почв.

Профиль аллювиальных луговых почв состоит из следующих горизонтов:

Ад - плотная дернина, мощность до 5 см;

А - гумусовый горизонт, суглинистый или глинистый, с зернистой структурой, иногда слабо оглеен, мощность от 30 до 100 см и более;

В - переходный горизонт с пятнами оглеения;

G или Вg - глеевый горизонт разной степени оглеения;

С g - слоистый аллювий, обычно оглеен.

В этой группе почв выделяются четыре типа: кислые, насыщенные, карбонатные и лугово-болотные - в соответствии с зональным положением и свойствами.

Аллювиальные луговые кислые формируются в таежно-лесной зоне. Мощность гумусового слоя - 30-50 см. Содержание гумуса - от 4 до 12%. В составе гумуса преобладают фульвокислоты ЕКО - 20-30 мгЧэкв/100 г. В составе ППК - поглощенные Са2+, Мg2+, H+ и А13+. Реакция среды кислая и слабокислая (рНКС1 = 4-5).

Разделение на подтипы, роды и виды аналогично аллювиальным дерновым кислым (Исключения не выделяется подтип оподзоленные и род галечниковые, выделяется род - ожелезненные).

Аллювиальные луговые насыщенные почвы формируются преимущественно в лесостепной и степной зонах, но встречаются и в таежно-лесной, в районах с широким распространением карбонатных пород. Мощность гумусового горизонта достигает 100 см и более. Содержание гумуса в верхней части профиля - 4-14%. ЕКО - 30-60 мгЧэкв/100 г. ППК насыщен основаниями. Реакция среды нейтральная и близкая к нейтральной (рH > 6).

Разделение на подтипы, роды и виды аналогично аллювиальным дерновым насыщенным. (Исключения: не выделяется подтип остепняющиеся и выделяется подтип - темноцветные, формирующиеся в понижениях и имеющие признаки оглеения по всему профилю).

Аллювиальные луговые карбонатные почвыформируются в полупустынной и пустынной зонах. Характеризуются карбонатностью всего профиля и наличием признаков оглеения в средней и нижней частях профиля. Мощность гумусового горизонта - в пределах 20 см, содержание гумуса - 1-2%.

Разделение на подтипы, роды и виды аналогично аллювиальным дерновым карбонатным.

Аллювиальные лугово-болотные почвы формируются при длительном поверхностном и постоянном грунтовом переувлажнении. Они являются переходными между аллювиальными луговыми и аллювиальными болотными почвами. С поверхности выделяется оторфованный гумусовый оглеенный горизонт, затем - переходный гумусированный оглеенный и лежащие под ним минеральные глеевые горизонты.

Аллювиальные болотные почвы. Почвы этой группы формируются в притеррасной пойме, при постоянном переувлажнении, в подзоне южной тайги и лесостепи - под осоково-тростниковой растительностью с примесью крупного разнотравья и зарослями черной ольхи. Разделяются на два типа: иловато-перегнойно-глеевые и иловато-торфяные. Почвы всегда сильно заилены, профиль типичен для болотных: АоТ - (Т) - G. Аллювиальные болотные торфяные и торфяно-глеевые почвы относятся к низинному эутотрофному типу. Они имеют повышенную зольность, близкую к нейтральной реакцию среды, повышенное содержание оснований и элементов питания для растений.

Мероприятия по окультуриванию:

1) Обработка с почвоуглублением;

2) Соблюдение севооборота;

3) Внесение повышенных доз органических удобрений;

4) Применение минеральных удобрений;

5) Посев многолетних трав, применение сидератов (люпин);

6) Комплексная защита от эрозии;

7) Регулирование водного режима

(Иванов Г.Ю., 1990; Ошмарин А.П., 1998; Афанасьева Т.В., 1979)



9.Отложение болот и их использование

Типичными болотными  отложениями являются некоторые хемогенные и особенно органогенные осадки. К первым из них относится болотная известь или болотный мергель, а также болотные или дерновые железные руды. Их образование связано с приносом в болота соответствующих соединений грунтовыми водами. Болотная известь образуется в том случае, когда болота питаются жесткими грунтовыми водами, с большим содержанием в растворенном виде карбонатов кальция, Приносимые грунтовыми водами железистые соединения образуют болотные железные руды. В восстановительных болотных условиях железистые соединения осаждаются в виде сметаноподобной массы, отвечающей по составу сидериту (FеСО3) и состоящей из мельчайших шариков. В случае соприкосновения сидерита с воздухом происходит процесс окисления и вместо сидерита образуется бурый железняк (лимонит).

К болотным отложениям относят также осадки зарастающих растительностью озёр. Таковы слои глин, песков, рыхлых известняков и особенно сапропелей.

В сельском хозяйстве сапропель применяют как удобрение (после проветривания), особенно на кислых и легко песчаных и супесчаных почвах (доза под зерновые культуры 30-40 т/га, под овощные, картофель и кормовые корнеплоды 6-70 т/га), для приготовления компостов сапропеля, богатые солями кальция, железа фосфора, без примеси песка и бедные глиной, добавляют в рационы сельскохозяйственных животным в качестве минеральной подкормки.

В восстановительных условиях болот иногда образуется фосфорное соединение железа вивианит, встречаемый вместе с сидеритом и другими минералами закиси железа. Чаще всего он наблюдается в виде небольших землистых пятен синего цвета, но иногда образует линзы или небольшие конкреции. Источником фосфора являются гл. образом органические остатки животного происхождения.

Основным типом болотных отложений является торф, в большинстве болот слагающий их на полную мощность, которая может изменяться от нескольких десятков сантиметров до 10 - 11 метров. Торф - порода органического происхождения, образовавшаяся в результате накопления и разложения растительных остатков в условиях избытка влаги и слабом доступе или отсутствии кислорода. Толща торфяных болотных отложений может иметь сложное строение - переслаивание слоев различного по растительным остаткам типов торфа, с присутствием слоев, линз минеральных отложений. Разрез болотных отложений может быть представлен и одним типом торфа.

В зависимости от состава растительных остатков, за счет которых происходит формирование торфов, среди них различают типы: моховой (гипновый, сфагновый), травяной (осоковой, тростниковый и др.), древесный (из остатков кустарников и деревьев) торф.

Торф представляет собой волокнистую, землистую или пластичную вязкую массу бурого цвета различных оттенков. При инженерно-геологической оценке этой породы наибольшее значение имеют такие его характеристики, как степень разложенности рас-тительных остатков, определяемая содержанием гумуса (в %); зольность, определяемая содержанием золы после сжигания торфа (в %), и физико-механические свойства, которые в большей степени зависят от этих характеристик.

Говоря о болотных отложениях, нельзя не упомянуть углеобразования. Пласты торфа, погружаясь при отрицательных движениях земной коры, подвергаются давлению вышележащей толщи пород и воздействию повышающейся с глубиной температуры

Торф находит широкое применение в сельском хозяйстве: из него готовят органические удобрения, торфяные горшочки под рассаду, субстратные торфоблоки, подстилку для скота, торфодерновые ковры, субстрат для газонов и т.д. Для широкого использования торфа в сельском хозяйстве имеется ряд веских оснований. Торф позволяет эффективно обеспечить круговорот питательных веществ, сохраняет высокое плодородие почв, играет важнейшую роль в охране окружающей среды и здоровья работников сельского хозяйства.

На выработанных торфяниках выращивают полевые культуры, особенно многолетние и однолетние травы, а также овощные и ягодные культуры. Возможно также выращивание непищевых продуктов - например, газонных ковров (Богдановская-Гиенэф И. Д., 1969; Бондаренко Н.Ф., 1979).



Список литературы

1.Богдановская-Гиенэф Ивонна Донатовна Закономерности формирования сфагновых болот ..-Л.: Наука, Ленингр. Отдние, 1969. -186 с.

2.Бондаренко Николай Филиппович, Коваленко Николай Павлович Воднофизич. св-ва торфяников. -- Л.: Гидрометеоиздат, 1979. -- 160 с.

3.Вальков В.Ф., Казеев К.Ш., Колесников С.И Почвоведение. М.: ИКЦ Москва - Ростов-на-Дону 2006 г. 496 с.

4.Ващенко И.М. Биолог.основы сель-го хоз-ва. М.: Академия, 2004. - 544 с.

5.Газизуллин, А. X. Почвоведение. Общее учение о почве: Учеб. пособие. - М.: ГОУ ВПО МГУЛ, 2007. - 484 с.

6.Гончаров В.М. Агрофизическая характеристика почв в комплексном почвенном покрове// Дисс. на соиск. учен, степени докт. биол. наук, 2010. -221 с.

7.Запруднов В.И., Стриженко В.В. Конструкции деревянных зданий: Инфра-М ,2013;

8.Козьменко А.С.Борьба с эрозией почв, 2-ое изд.- М.- 1949

9.Малышев М.В.,Голдырев Г.Г. Механика грунтов основания и фундаменты -М: Издательство Ассоциации строительных вузов, 2004;

10.Орлов Д.С. Гуминовые вещества в биосфере // Химия. - МГУ им. М.В. Ломоносова

11.Павлинов В.Н. и др. Пособие к лабораторным занятиям по общей геологии. - М.: Недра, 1988. с. 5-7, 11-49.

12.Пьянков С.А., Азизов З.К. Механика грунтов-Ульяновск 2008; - С.618.. Почвенно-географическое районирование СССР. М., 1962.

13.Почвоведение, под ред. Кауричева И.С. и Гречина И.П. М., 1975.

14.Розанов Б. Г. Генетическая морфология почв. М., 1975.

15.Химическая энциклопедия в 5 томах. Т.1. - М.: «Сов. энциклопедия», 1988.

Размещено на Allbest.ru